Rochas metamórficas

Ultrapassadas as condições de pressão e de temperatura que definem o final da diagénese, inicia-se o metamorfismo. Contudo se o aumento da temperatura determinar a fusão das rochas, ocorre o magmatismo.
O metamorfismo caracteriza-se pelo conjunto de adaptações mineralógicas e texturais que as rochas pré-existentes sofrem, quando sujeitas a condições de pressão e de temperatura diferentes das que presidiram à sua formação.
Locais onde podem estar a ocorrerem fenómenos metamórficos devido a um aumento: Predominante da temperatura: nas proximidades de intrusões magmáticas, no interior da litosfera, nas proximidades de extrusões magmáticas, em locais onde ocorrem colisões com meteoritos e na fronteira de placas tectónicas em que o atrito gerado pelo movimento de placas induz o aumento de temperatura.
-Predominante da pressão: na zona de fronteira de placas tectónicas, nas bacias sedimentares quando ultrapassado o limite de diagénese.
Zonas actualmente estáveis podem ter sido tectonicamente activas no passado. Sendo que as rochas metamórficas se formam, geralmente em profundidade, o seu afloramento deve-se, ao arrasamento do relevo por erosão.

Os processos metamórficos são controlados por diversos factores: temperatura, tensão, fluidos e tempo.
O calor interno da Terra tem uma importante acção sobre a composição mineralógica e sobre a textura das rochas. As ligações químicas que definem a estrutura cristalina dos minerais podem ser alteradas ou quebradas. À medida que a rocha se ajusta à temperatura a que foi submetida, os seus átomos e iões recristalizam segundo novos arranjos, originando minerais estáveis nas novas condições.
Quando submetidas a temperaturas superiores a 200ºC as rochas iniciam processos de metamorfismo, temperaturas que ocorrem aproximadamente a 10Km de profundidade. Em zonas mais próximas da superfície temperaturas superiores podem ocorrer no contacto com intrusões magmáticas.
Os fluidos libertados por um magma podem transportar iões de sódio, potássio, sílicio, cobre e zinco e, em solução, outros elementos solúveis em águas quentes sob pressão. A circulação de fluidos no interior das rochas, circulação intra-rochosa, permite a troca de átomos e de iões entre as rochas e o fluido. Desta reacção resulta a metamorfização da rocha, por alteração da sua composição química e mineralógica. Pode ocorrer a substituição completa de um mineral por outro sem que se verifique uma alteração da textura da rocha.
No interior da Terra as rochas estão sujeitas à tensão litostática e à tensão não litostática. A tensão litostática faz diminuir o volume da rocha durante a metamorfização, os minerais tendem a ocupar menos espaço e por isso os minerais metamórficos são mais densos. A tensão dirigida influencia a textura das rochas metamórficas porque alinha paralelamente os minerais que as constituem. Uma rocha que apresenta estruturas planares, em resultado do alinhamento paralelo dos seus minerais, por acção de tensões dirigidas, é uma rocha foliada. Há vários tipos de foliação:
a clivagem xistenta, foliação definida pela orientação preferencial de minerais, em rochas de granularidade fina, de baixo grau de metamorfismo como a ardósia e os filitos.
a xistosidade, em que a orientação de minerais tabulares, como as micas, ocorre em rochas de granularidade média, de médio grau de metamorfismo, como o micaxisto.
o bandado gnáissico, foliação marcada pela alternância de leitos mineralógicos de cor clara e de copr escura em rochas de granularidade média-alta. Ocorre em rochas de elevado grau de metamorfismo como o gnaisse.
A fissibilidade, isto é a propriedade das rochas se dividirem em lâminas, diminui com o aumento do grau de metamorfismo, pois os minerais ficam mais compactos.
Tempo- Os fenómenos relacionados com o metamorfismo são muito lentos.

Minerais de origem metamórfica

Os minerais das rochas sujeitas a metamorfismo tornam-se instáveis, pelo que se recombinam, formando, por recristalização, novas associações minerais compatíveis com as condições termodinâmicas do novo ambiente. Há minerais metamórficos que são comuns às rochas ígneas, outros são exclusivos das rochas metamórficas, formando-se em condições de pressão e de temperatura bem definidas, variáveis apenas dentro de limites muito restritos, como é o caso da clorite, do epídoto, da granada, da estaurolite e da silimanite.
As transformações mineralógicas que ocorrem, por recristalização, durante os processos metamórficos podem resultar da :
-alteração da composição química dos minerais, por circulação de fluidos;
instabilidade entre dois ou mais minerais, indutora de reacções mineralógicas entre eles, com formação de novos minerais sem que ocorra variação na composição química global da rocha;
-alteração da estrutura cristalina do mineral, sem variação da composição química, ocorre uma transformação polimórfica. Neste caso a andaluzite, a distena e a silimanite constituem um importante exemplo de transformação polimórfica, a composição desses minerais é a mesma (Al2SiO5); porém possuem diferentes estruturas cristalinas. O diagrama seguinte mostra os campos de estabilidade de cada um destes minerais. O facto de uma rocha possuir andaluzite permite inferir que a mesma se formou em condições relativamente baixas de pressão e de temperatura. A presença de distena indica ambientes metamórficos de altas pressões, enquanto que a silimanite indica ambientes metamórficos de elevadas temperaturas. São minerais índice ou indicadores das condições de pressão e de temperatura reinantes aquando da formação das rochas metamórficas que os contêm.



Metamorfismo de contacto
O metamorfismo de contacto é um exemplo de metamorfismo local e resulta da instalação de um magma, a elevadas temperaturas, no seio de rochas pré-existentes. Estas intrusões magmáticas metamorfizam as rochas circundantes devido, essencialmente, à sua elevada temperatura e à libertação de fluidos.
A auréola metamórfica é a orla de rochas alteradas metamorficamente em torno da intrusão magmática. A sua espessura e o seu grau de metamorfismo dependem da temperatura do magma, bem como da dimensão da intrusão e da profundidade a que esta ocorre.
Nestas auréolas, o efeito dos agentes de metamorfismo de contacto atenua-se com a distância ao corpo magmático, pelo que são constituídas por rochas com diferentes graus de metamorfismo. As rochas que se formam no contacto imediato com a intrusão magmática, rochas de mais alto grau de metamorfismo designam-se por corneanas, devido ao aspecto córneo. O metamorfismo de contacto também pode ser causado por extrusões magmáticas. Geralmente é um metamorfismo de baixo grau pois, na superfície da Terra o arrefecimento das lavas é muito rápido. Neste tipo de metamorfismo as rochas, geralmente não são foliadas pois o efeito da tensão não é relevante. Estas rochas apresentam textura granoblástica, pois os minerais têm dimensões semelhantes a grânulos.

Metamorfismo regional
É o metamorfismo mais frequente e ocorre em vastas áreas, afectando uma grande extensão de rochas, na sequência dos fenómenos tectónicos. Neste caso a temperatura, a tensão e a circulação de fluidos são importantes.
As rochas de metamorfismo regional caracterizam-se por sucessivas fases de recristalização e de deformação, devido à acção combinada e crescente das condições de temperatura e de tensão origina-se xistosidade.
Ultrapassados certos valores de pressão e de temperatura, as rochas metamórficas iniciam um processo de fusão parcial, designado de anatexia.

CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS METAMÓRFICAS
As rochas metamórficas são classificadas em rochas foliadas e rochas não foliadas.
As rochas metamórficas sem foliação, à excepção das corneanas, formam-se a partir das rochas pré-existentes, constituídas apenas por um único mineral.
Rochas não foliadas
-A corneana pode ter origem no argilito, é de granularidade fina, compacta, escura
-As areias de quartzo, que constituem o arenito, unem-se e recristalizam em cristais de quartzo de maiores dimensões, originando o quartzito.
- No mármore os cristais de calcite, constituem o calcário, unem-se e recristalizam em cristais de calcite de maiores dimensões.
Rochas foliada
Xisto argiloso- rocha de baixo grau de metamorfismo, de granularidade fina.
Ardósia- Rocha de baixo grau de metamorfismo, de granularidade fina, com clivagem ardosífera e de cores escuras.
Filito- Rocha de grau médio de metamorfismo, de granularidade fina, podendo exibir minerais tabulares visíveis a olho nu.
Xisto ou micaxisto- Rocha de alto grau de metamorfismo, com foliação acentuada(xistosidade), de granularidade média-alta, formada, maioritariamente, por micas (com cristais muito desenvolvidos) .
Gnaisse- rocha de elevado grau de metamorfismo, de granularidade média-alta e que se caracteriza pela existência de bandas de composição mineralógica distinta., o bandado gnáissico.

APLICAÇÕES DAS ROCHAS METAMÓRFICAS

As rochas metamórficas são, na sua generalidade, resistentes e duráveis, por variadas razões, nomeadamente:
-O calor e a pressão eliminam os poros da rocha, aumentando a sua densidade;
-as reacções metamórficas substituem minerais instáveis por minerais mais estáveis;
-a recristalização fortalece as ligações entre os constituintes da rocha.
São rochas amplamente utilizadas na construção civil, nomeadamente no exterior dos edifícios, dada a sua resistência à erosão provocada pelo clima, bem como nos alicerces de obras de engenharia, como por exemplo nos alicerces de pontes e de barragens.

DOBRAS E FALHAS

As rochas, quando submetidas a condições de temperatura e de pressão diferentes das que presidiram à sua génese, podem sofrer deformação e metamorfismo.
Tensão é a força exercida por unidade de área. Em resposta a um estado de tensão as rochas deformam-se, fracturando-se ou dobrando-se.
Os materiais podem apresentar diferentes tipos de deformações como resposta às tensões a que são sujeitos.
Deformação elástica é uma deformação reversível e proporcional ao esforço aplicado. O campo de deformação elástica das rochas, é limitado e, quando ultrapassado o limite de elasticidade, as rochas manifestam um comportamento plástico ou entram em rotura.
Acima do limite de elasticidade, o material fica deformado permanentemente sem rotura se não for ultrapassado o limite de plasticidade. São exemplos de deformações contínuas, as dobras.
Deformação por rotura ocorre quando é ultrapassado o limite de plasticidade, a rocha entra em fractura. São exemplos de deformações descontínuas, as falhas.
O comportamento das rochas durante os processos de deformação permite classificá-las em rochas de comportamento frágil ou rígido e em rochas de comportamento dúctil. O comportamento frágil ou dúctil de uma determinada rocha depende das condições ambientais, nomeadamente das condições de pressão, de temperatura, presença de fluidos intersticiais, nomeadamente água que variam com a profundidade. A temperatura aumenta com a profundidade e aumenta a plasticidade das rochas. De um modo geral a presença de água faz aumentar a plasticidade das rochas. Quanto mais tempo actuarem as forças, geralmente faz com que sejam mais plásticas e por isso a rotura ocorre com mais dificuldade.
A composição e estrutura das rochas pode fazer aumentar a plasticidade como é o caso da xistosidade evidenciada por algumas rochas metamórficas. A tensão litostática resulta do peso das camadas suprajacentes e geralmente aumenta a plasticidade da rocha. A tensão dirigida ocorre quando a rocha está sujeita a forças de intensidade nas diversas direcções.
As rochas com comportamento frágil, quando sujeitas a estados de tensão, em condições de baixa temperatura e de baixa pressão, fracturam. Este tipo de deformação diz-se frágil. As rochas com comportamento dúctil, quando sujeitas a estados de tensão, em condições de elevada temperatura e pressão, sofrem deformação de forma ou de volume, sem sofrerem fractura.
Na zona de fronteira entre placas litosféricas, o estado de tensão e o tipo de deformação associados dependem da natureza dos limites tectónicos.
No limite convergente, o estado de tensão é compressivo, se o comportamento do material é frágil origina uma falha de compressão e se o material é dúctil origina uma dobra.
No limite divergente, o estado de tensão é distensivo, se o comportamento do material é frágil origina uma falha de distensão e se o material é dúctil origina um estiramento.
No limite transformante, o estado de tensão é cisalhante, se o comportamento do material é frágil origina uma falha e se o material é dúctil origina um cisalhamento.

DOBRAS
Uma dobra consiste no encurvamento de uma superfície originalmente plana. São elementos caracterizadores da geometria de uma dobra:
A charneira é uma linha que une pontos de máxima curvatura de uma dobra.
Os flancos são as partes da dobra de um e de outro lado da charneira.
A superfície ou plano axial é o plano da simetria da dobra que a divide em duas partes (flancos) aproximadamente iguais.
O eixo da dobra é uma linha imaginária que separa flancos da dobra, que resulta da intersecção longitudinal do plano axial com a crista da dobra.
A disposição espacial das dobras permite classificá-las em antiforma, quando a concavidade está voltada para baixo, sinforma, quando a concavidade está voltada para cima e dobra neutra quando a concavidade está disposta lateralmente.
As dobras também podem ser classificadas com a idade das rochas que a constituem. Sempre que o núcleo de uma sinforma é ocupado pelas rochas mais recentes, a dobra é um sinclinal, sempre que o núcleo de uma antiforma é ocupado pelas rochas mais antigas é um anticlinal.
Os movimentos tectónicos e a erosão são os processos responsáveis pela exposição de rochas dobradas na superfície terrestre.

Falhas
Uma falha é uma superfície de fractura, ao longo da qual ocorreu um movimento relativo entre os dois blocos que separa.
São elementos caracterizadores de uma falha:
O plano de falha é a superfície de fractura. Define-se pela direcção que é a orientação da linha de intersecção do plano de falha com um plano horizontal e pela inclinação que é o ângulo definido entre o plano de falha e uma superfície horizontal.
O rejeito ou rejecto é o movimento relativo entre os dois blocos da falha.
O tecto é o bloco situado acima do plano de falha.
O muro é o bloco situado abaixo do plano de falha.
Existem três tipos de falhas:
A falha normal- O tecto desce relativamente ao muro. Forma-se em regime de deformação distensivo, em zonas de separação de placas tectónicas.
A falha inversa- o tecto sobe relativamente ao muro. Forma-se em regime de deformação compressivo, em zona de colisão de placas tectónicas.
Falha de desligamento- Os movimentos de blocos são essencialmente horizontais e paralelos à direcção do plano de falha. Forma-se geralmente em regime de deformação de cisalhamento.

Magmatismo

As rochas magmáticas ou ígneas resultam da solidificação do magma, mistura complexa de materiais fundidos, de composição essencialmente silicatada e uma componente gasosa variável, ocorrendo em locais em que a temperatura atinge valores entre os 800ºC e os 1500ºC.
Os magmas que originam as rochas magmáticas podem ser de três tipos, definidos de acordo com o seu teor em sílica, cerca de 80% são de natureza basáltica, 10% de natureza andesítica e 10% de natureza riolítica.
Magma riolítico: elevado teor em sílica, igual ou superior a 70%, com elevada concentração de gases, muitos viscosos e que cristalizam em profundidade originando rochas como o granito e à superfície rochas como o riólito. Este tipo de magma está associado às zonas de subducção em que no limite de convergência existe litosfera continental em ambas as placas. Geralmente atinge a temperatura de 800ºC.
Magma basáltico: baixo teor em sílica, igual ou inferior a 50%, com pequena quantidade de gases, fluído, oriundo do manto superior e que atravessam a crusta com muita facilidade. Pensa-se que o magma basáltico tem origem no peridotito, rocha semelhante ao basalto mas mais rica em minerais ferromagnesianos. A maioria deste magma solidifica à superfície e origina basalto, uma pequena quantidade solidifica em profundidade e origina gabro. Estes magmas estão associados aos pontos quentes e às zonas de rifte. Geralmente atinge a temperatura de 1500ºC.
Magma andesítico: teor em sílica variável entre 50 a 70%, geralmente 60% e com quantidade média de gases. Quando o seu arrefecimento ocorre à superfície origina rochas como o andesito quando ocorre em profundidade origina rochas como o diorito. Este tipo de magma está associado às zonas de subducção de uma placa oceânica sob uma placa continental.
A viscosidade dos magmas pode depender da densidade, da riqueza em sílica, da temperatura e da quantidade de fluidos que contém.
A água faz baixar o ponto de fusão dos minerais. No entanto, a baixas pressões, próximo da superfície, esse efeito deixa de se fazer sentir.

Processo de formação de minerais

Os factores externos que condicionam a cristalização são: a agitação do meio, o tempo, o espaço disponível e a temperatura. Os cristais serão mais perfeitos e maiores, quanto mais calmo estiver o meio, mais lento for o processo, num maior espaço disponível. O crescimento do cristal pode ficar condicionado pelo crescimento dos outros cristais.
Para a forma do cristal também contribuem factores internos: organização espacial das suas partículas, natureza química dessas partículas, pelas proporções em que se encontram na rede e pelas forças de ligação que mantêm as partículas em oscilação em torno das suas posições de equilíbrio. A estrutura cristalina implica uma disposição ordenada de iões, que formam uma rede tridimensional que segue um modelo geométrico. A rede cristalina é formada pela repetição da malha elementar ou motivo cristalino que são unidades de forma paralelepipédica. Bravais formulou a teoria reticular que permite explicar o comportamento de certas propriedades dos cristais, como a clivagem, a condutibilidade calorífica e as diferenças de dureza, a partir do arranjo interno das partículas. Um cristal cliva mais facilmente segundo planos ligados por forças mais fracas e estes são paralelos uns aos outros.
Um cristal é um sistema reticular com nós que correspondem às partículas elementares, com as fiadas que são alinhamentos de partículas em direcções definidas por dois nós consecutivos e iguais e os planos reticulares que são definidos por duas fiadas não paralelas. As malhas distinguem-se pelas distâncias entre as partículas nas direcções correspondentes às arestas do paralelepípedo-malha e pelos ângulos que estas arestas formam entre si.
A forma poliédrica é, geralmente, uma consequência do arranjo interno das partículas, mas esta forma pode não ser visível devido às condições de cristalização.
Por vezes as partículas não chegam a atingir o estado cristalino, a textura fica desordenada, como a dos líquidos mas apresentam rigidez e baixa compressibilidade como os sólidos. Neste caso a textura é amorfa ou vítrea.

Aproximadamente 95% do peso e volume da crosta são formados por minerais do grupo dos silicatos. A estrutura básica dos silicatos é o tetraedro (SiO4)4- , em que o Si4+ está localizado na reunião central, rodeado por quatro átomos de oxigénio ligados entre si. Como o alumínio tem um raio iónico semelhante ao do silício, pode substituir este elemento nos tetraedros. Os tetraedros têm tendência a polimerizar, pois não são electricamente neutros e formam conjuntos complexos.
Os silicatos mais importantes nas rochas magmáticas são:
Quartzo- silicato de sílica, de cores variadas, dureza 7, com fractura concoidal.
Olivina- silicato de ferro e magnésio, geralmente ocorre em agregados, no interior de basaltos. Não tem clivagem e altera-se com facilidade.
Augite- é uma piroxena com ferro, magnésio cálcio, alumínio e outros. Tem cor escura, clivagem e dureza perto de 6,5.
Hornoblenda-é uma anfíbola, de composição complexa, com ferro, magnésio, cálcio, sódio, alumínio e outros. Cliva facilmente e tem com verde-escura.
Moscovite-é uma mica de cor clara, transparente em escamas finas, de clivagem perfeita. Possui alumínio e potássio.
Biotite- é uma mica de cor negra, com alumínio, ferro, magnésio, entre outros, transparente em escamas finas, de clivagem perfeita.
Ortóclase- é um feldspato potássico, cores claras, dureza 6, de clivagem perfeita.
Albite- é uma plagióclase de cor branca, rica em sódio. Tem clivagem perfeita.
Anortite- é uma plagióclase rica em cálcio.

Isomorfismo
Os minerais que apresentam uma composição química diferente mas apresentam uma forma cristalina muito semelhante dizem-se isomorfos.
A substituição de um elemento por outro é muito frequente e daí a manutenção da mesma forma cristalina. Para que a permuta dos iões se dê, é necessário que os respectivos raios iónicos não difiram, em média, mais do que 15%. O aumento da temperatura pode facilitar as substituições de iões de raios iónicos diferentes. As plagioclases são um bom exemplo de uma série isomorfa. A composição química de uma plagioclase pode variar entre NaAlSi3O8 (albite) e CaAl2Si2O8 (anortite). Os iões Na+ são substituídos por Ca2+ e os iões de Si4+ por Al3+.

Polimorfismo

A ocorrência da mesma substância sob diversas formas cristalinas denomina-se polimorfismo. A estabilidade de uma estrutura cristalina depende, entre outros factores, da temperatura, da pressão, da presença de iões estranhos á estrutura, do pH do meio e do tempo. Quando há uma variação destes factores, a estrutura de uma determinada substância desestabiliza-se e os seus elementos tendem a organizar-se de forma a adquirirem um novo equilíbrio estável. O diamante e a grafite são exemplos de substâncias polimorfas. A grafite é formada por anéis de seis átomos fortemente unidos. Entre as camadas as forças de ligação são fracas, o que explica a sua clivagem e a sua utilização como lubrificante e no fabrico de lápis.
O diamante é um mineral constituído por átomos de carbono ligados por fortes ligações de covalência. Cada átomo situa-se no centro de um tetraedro cujos vértices são também ocupados por outros átomos de carbono.
O carbonato de cálcio também pode formar dois minerais diferentes a calcite e a aragonite.
Cristalização e diferenciação dos magmas

Durante o processo de arrefecimento de um magma, devido à diminuição da temperatura, inicia-se a cristalização, isto é, a formação de cristais de matéria mineral. Quando ocorre à superfície devido às elevadas diferenças de temperatura e pressão, a velocidade de arrefecimento é muito elevada e muitas substâncias não chegam a cristalizar. Quando um magma arrefece em locais profundos da crusta terrestre ocorre a formação sequencial de minerais, possuindo cada um deles uma estrutura e composição química bem definidas. A matéria magmática residual, isto é, a parte do magma que não cristalizou, possui uma composição química diferente do magma original.
Norman Bowen mediante diferentes processos de arrefecimento de magmas artificiais, observou que os minerais não cristalizavam todos ao mesmo tempo. Primeiro, cristalizam os minerais de mais alto ponto de fusão, seguidos dos restantes, por ordem decrescente dos respectivos pontos de fusão. Este processo designa-se cristalização fraccionada e é responsável pela diferenciação magmática. Com base nas experiências laboratoriais, Bowen definiu, para um magma original homogéneo, uma sequência de formação de minerais designada Série ou Sequência Reaccional de Bowen. Esta série é composta por dois ramos:
-ramo da série descontínua ou dos minerais ferromagnesianos, em que por diminuição da temperatura, o mineral anteriormente formado reage com o liquido residual, formando um mineral com composição química e estrutura interna diferentes, estáveis nas novas condições de temperatura.
-ramo da série de reacção contínua ou série das plagióclases. São constituídos por alumínio, sílica e percentagens variáveis de sódio e cálcio. Os iões de sódio e de cálcio podem substituir-se na estrutura cristalina, podendo formar uma plagióclase 100% cálcica, a anortite ou uma plagióclase 100% sódica, a albite. A série designa-se continua porque a alteração gradual de iões nas plagióclases não altera a sua estrutura interna.
Os minerais que se situam na mesma linha horizontal possuem temperatura de cristalização semelhante.
Após a cristalização da olivina, a composição do magma fica relativamente empobrecida em Ferro e Magnésio e relativamente enriquecida em sílica. Com o arrefecimento progressivo do magma, atinge-se a temperatura de cristalização da piroxena. Alguma olivina previamente formada reage com o liquido residual, formando a piroxena que integra na sua estrutura uma maior quantidade de sílica.
Atingida a temperatura de cristalização da anfíbola, parte da piroxena reage com o liquido residual, empobrecendo-o ainda mais em Ferro e magnésio. Se ainda houver uma fracção magmática após a cristalização da anfíbola, e a temperatura continuar a descer, o mineral a formar-se é a biotite, sendo o último mineral rico em ferro e magnésio a cristalizar.
A partir deste patamar térmico, os minerais, que então se formem, não conterão estes elementos químicos.
A plagioclase que primeiro cristaliza é a anortite, à medida que a temperatura do magma diminui, a quantidade de plagioclase aumenta, sendo incorporado cada vez mais sódio. A última plagioclase que cristaliza é a albite.
Após a cristalização completa dos minerais que constituem os dois ramos, a fracção magmática resultante pode apresentar elevadas concentrações de sílica e de metais leves como o potássio e o alumínio. Assim cristalizarão o feldspato potássico, a moscovite e por fim o quartzo até ao esgotamento do magma residual.
Os minerais formados a altas temperaturas são menos estáveis quando submetidos às condições de meteorização, que ocorrem na superfície terrestre.

As rochas sedimentares, arquivos históricos da Terra

A estratificação é a característica mais comum nas rochas sedimentares e resulta do facto da deposição dos sedimentos, por acção da gravidade ser horizontal.
O estrato é a unidade estratigráfica elementar, o seu limite inferior designa-se de muro e o superior tecto.
Sempre que ocorre uma variação brusca na natureza do sedimento, uma pausa na sedimentação ou uma alteração nas condições físico-químicas do meio, individualiza-se um novo estrato. À sucessão de estratos atribui-se a designação de sequência estratigráfica.
Os ambientes sedimentares, detríticos, quimiogénicos e biogénicos, distribuem-se pela superfície da Terra, nomeadamente nos continentes, nos mares e oceanos, bem como nas zonas de transição.
A interpretação da sequência de estratos e de estruturas eventualmente preservadas no seu tecto, fendas de dessecação ou fendas de retracção, marcas de ondulação nas areias, pistas de locomoção dos animais ou outros fósseis, permite desvendar aspectos da sua história geológica, nomeadamente sobre as condições ambientais reinantes aquando da sua formação, isto é sobre o seu paleoambiente.
As rochas sedimentares são assim muito importantes na reconstituição da História da Terra, pois aplicando o princípio das causas actuais o passado pode ser explicado através do presente, uma vez que as causas que provocaram determinados fenómenos no passado são idênticas às que provocam o mesmo tipo de fenómenos no presente.

Um fóssil é o resto ou molde de um organismo, ou um vestígio da sua actividade, preservado em rochas. A fossilização completa raramente ocorre e denomina-se de mumificação. O organismo é completamente preservado num meio asséptico como as resinas ou âmbar. No caso das mineralizações o organismo ou as partes duras são conservadas por substituição da matéria orgânica por mineral. Na moldagem o organismo apenas está representado pelo seu molde externo ou interno, ou pelos contra-moldes, os quais podem revelar pormenores da sua estrutura e morfologia. Certos órgãos achatados, como folhas de plantas podem fossilizar por um tipo de moldagem designado por impressão. No caso das marcas fósseis o organismo está apenas representado por vestígios da sua actividade.
Para que ocorra a fossilização é necessário que se reúnam certas condições, umas inerentes ao meio e outras inerentes ao próprio ser vivo.
Após a morte do ser vivo é necessário que se forme sobre ele um depósito que o isole do ambiente impedindo a sua destruição. A qualidade do depósito que o recobre também é condicionante da fossilização. Quanto mais fino e impermeável for, mais fácil será a fossilização. As temperaturas médias e a humidade, na medida em que facilitam as acções microbianas, dificultam a fossilização. As temperaturas baixas e o clima seco, impedem as acções microbianas e por isso facilitam a fossilização.
A fossilização é tanto mais fácil quanto mais rico for o ser em substâncias minerais, como a sílica e os sais de cálcio e quanto mais numeroso for o número de indivíduos da espécie.


Princípios de Estratigrafia
Para determinar o tempo em que certos fenómenos ocorreram recorre-se a datações relativas ou a datações absolutas. Na datação relativa são importantes os fósseis, em especial os fósseis de idade, na datação absoluta utilizam-se fenómenos de radioactividade, que pelo conhecimento do período de semitransformação dos elementos radioactivos permitem estabelecer cronologias absolutas.,
Nicolas Steno em 1669 constatou a possibilidade de estabelecer relações entre diferentes estratos, ou sequências estratigráficas. Enunciou por isso o princípio da sobreposição.
Principio da sobreposição- Numa sequência estratigráfica que não deforma, a idade das rochas diminui da base para o topo.
Princípio da Continuidade lateral- Os estratos podem ser mais ou menos espessos consoante as condições de sedimentação do local. Se as rochas que se querem datar estão intercaladas em camadas que se reconhecem como idênticas, pode estabelecer-se uma relação entre as rochas intercaladas.
Princípio da Identidade Paleontológica- Estratos pertencentes a colunas estratigráficas diferentes, com o mesmo conteúdo fóssil têm a mesma idade relativa.
Princípio da Intersecção- Uma estrutura que intersecte vários estratos formou-se depois deles e por isso é mais recente.
Princípio da Inclusão- Os fragmentos de uma rocha incorporados num dado estrato são mais antigos do que ele.
A aplicação conjunta destes princípios permite estabelecer relações de idade entre rochas sedimentares geograficamente afastadas, imprescindíveis na compreensão da história da Terra.
Esta técnica de correlação permitiu a construção de uma escala de tempo geológico baseada na seriação, em termos cronológicos, dos acontecimentos que marcaram a História da Terra desde a sua formação, há cerca de 4600M.a. até à actualidade.
Escala do Tempo Geológico
A unidade geocronológica mais ampla é o Éon e nesta escala definem-se dois: o Criptozóico, com rochas aparentemente desprovidas de fósseis e o Fanerozóico, com rochas manifestamente fossilíferas. O Fanerozóico subdivide-se nas Eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica.
O Criptozóico possui apenas uma era, o Pré-Câmbrico. Foram encontrados nas rochas desta era fósseis de bactérias, fungos e de algas unicelulares. Foram também encontrados alguns fósseis de seres pluricelulares.
Uma enorme variedade de seres vivos proliferou há cerca de 570 Ma o que marca o inicio de outro Éon, o Fanerozóico. As subdivisões do tempo geológico são baseadas fundamentalmente nos tipos de fósseis encontrados nas rochas e formados durante cada intervalo de tempo.
Durante os 325 milhões de anos da Era Paleozóica, animais com concha e peixes evoluíram no mar e anfíbios e repteis começaram a ocupar os continentes. Algas multicelulares cresceram nos oceanos e fetos arbóreos e coníferas cobriram a Terra e formaram grandes bacias carboníferas. Os oceanos Paleozóicos eram dominados por gastrópodes, vermes, braquiópodes e trilobites. No final desta era extinguiram-se muitas espécies como as trilobites, o que permitiu a multiplicação dos sobreviventes. No fim da Era paleozóica, as forças Tectónicas juntaram novamente todos os continentes para formar o supercontinente designado por Pangeia (III). Este manteve-se estável entre os 300Ma e os 200M.a, quando voltou a dividir-se pela terceira vez.
Durante o Mesozóico os répteis desenvolvem-se com facilidade e aparecem os dinossauros que rapidamente se diversificam. No fim do Mesozóico mais de 70% das famílias de anfíbios e répteis extinguem-se assim como outros animais e plantas. Isto possibilitou o desenvolvimento de aves e mamíferos durante a Era Cenozóica.
Os fósseis de idade são fósseis de seres que viveram na Terra durante intervalos geologicamente curtos, com grande distribuição geográfica. Por isso estes fósseis são indicadores da idade geológica dos estratos que os contêm. São exemplos as várias espécies de amonites e de trilobites, que viveram em eras geológicas bem definidas, respectivamente no Mesozóico e no Paleozóico.
Os fósseis de fácies são fósseis de seres característicos de determinados ambientes, como por exemplo os corais que indicam ambientes marinhos de pequena profundidade e de águas tépidas.